173

３．３．５ 過去の地震の断層モデル構築のための地震・津波シミュレーション

(1) 業務の内容

(a) 業務題目

(b) 担当者

(c) 業務の目的

(d) １ヵ年の年次実施業務の要約

1) 平成 24 年度

(2) 平成 24 年度の成果

(a) 業務の要約

(b) 業務の成果

(c) 結論ならびに今後の課題

(d) 引用文献

174

３．３ 海底堆積物調査等

３．３．５ 過去の地震の断層モデル構築のための地震・津波シミュレーション

(1) 業務の内容

(a) 業務題目 過去の地震の断層モデル構築のための地震・津波シミュレーション

(b) 担当者

所属機関 役職 氏名

国立大学法人東京大学地震研究所

国立大学法人東京大学地震研究所

教授

特任研究員

佐竹 健治

室谷 智子

(c) 業務の目的

東北地方太平洋沖で発生する地震の発生履歴・発生様式の解釈に寄与するため、サブテー

マ（３－１）～（３－４）による海底・海岸の堆積物などの地質学的データから得られた過

去の地震痕跡、サブテーマ(２)、(４)による地形・地質データ、本サブテーマで収集する古文

書等の歴史資料から得られる過去の地震の震度・津波高さ、地震波形・津波波形等を総合的

に活用し、地震・津波シミュレーションを用いて過去の地震の発生履歴の検討及び断層モデ

ルの構築を行う。

(d) １ヵ年の年次実施業務の要約

1) 平成 24 年度：

平成 24 年度は、まず地震波形・津波波形が記録されている地震の発生メカニズムの解

釈が十分ではない地震に関して、記録の収集と断層モデルの構築を開始する。古文書等に

よる歴史地震に関して、再度正しい年代・解釈への見直しを行う。国内外で開催される会

議や学会に出席して最新の研究成果を発表し、各国から参加する研究者との議論を通じて、

本プロジェクトの目標達成に有益な情報を収集する。

(2) 平成 24 年度の成果

(a) 業務の要約

東北地方太平洋沖地震の震源域において過去に発生した地震のうち、地震波形・津波波

形が記録されているが発生メカニズムの解釈が十分ではない1938年福島県東方沖地震と19

27年房総沖の地震に関して、記録の収集と断層モデルの構築を開始した。５つのM７クラス

の地震（イベント１～５）が群発的に発生した1938年福島県東方沖地震について、海外の

観測点で得られた地震波形記録を収集し、波形同士の比較を行った。その結果、これまで

同じメカニズムと考えられてきたイベント４、５は、互いにメカニズムの異なる地震であ

ることが分かった。1927年房総沖の地震について、震央と津波波源域が大きく離れていた

ことから、震央の再決定と波源域の再検討を行い、津波波形計算を行った。その結果、震

175

央はこれまでの位置から約100㎞北西（陸寄り）に移動し、再検討した波源域に近づく可能

性があることが分かった。また、フィリピン海プレートの浅い逆断層の地震の可能性があ

ることが分かった。

未知の巨大地震の断層モデルを構築するため、M９クラスの地震を対象としたスケーリ

ング則の検討を行った。津波予測のための断層パラメータ推定には、既存のM７～８クラス

の地震のスケーリング則が適用できることが分かった。

1793年（寛政５年）三陸沖の地震に関する歴史資料について、信頼性の高い史料を選定

し、デジタルデータ化を行った。

国内外で開催される学会やシンポジウム等に出席して最新の研究成果の情報収集や、本

プロジェクトにおける研究成果を発表するため、日本地球惑星科学連合大会（５月、日本）、

日本地震学会秋季大会（10月、日本）、米国地球物理学連合秋季大会（12月、米国）に出席

した。

(b) 業務の成果

1） 1938年に群発的に発生したM７クラスの５つ

の福島県東方沖地震（表１）に関して遠地波形記録

を収集し（図１）、メカニズムの違いを見るために、

地震計の特性や極性が分かっているChristchurch

（CHR）、Pasadena（PAS）、Pulkovo（PUL）、De Bilt

（DBN）のP波上下動、S波水平動の波形の比較を行

った（図２）。イベント１と２のPAS、CHRでの波形

は、DBN、PULに比べてパルス幅は短く、イベント４

と５はその逆に見える。これは、破壊の指向性を示

している可能性がある。Abe(1977)によるイベント５

のメカニズムは、情報の少なさからイベント４と同

じメカニズムを仮定している。PUL、DBN、PASの上下

動の極性は逆であるため、イベント４と５のメカニ

ズムは異なると考えられる。

また、メカニズムの検討のため、1938年の遠地記録と2011年東北地方太平洋沖地震以降

に発生したM６クラスの様々なメカニズムの地震波形の比較を実施したが、2011年は次々と

余震が発生していたため複数の地震の波が混在し、詳細な検討が行えずメカニズム確定に

は至らなかった。

表１ 1938 年に発生した５つの福島県東方沖地震

発生日時 時刻 MJMA Mw メカニズム（Abe、1977）

５月 23 日（イベント１） 16:18 7.0 7.7 逆断層

11 月５日（イベント２） 17:43 7.5 7.8 逆断層

11 月５日（イベント３） 19:50 7.3 7.7 逆断層

11 月６日（イベント４） 17:53 7.4 7.6 正断層

11 月７日（イベント５） 6:38 6.9 7.6 正断層

図１ 収集した 1938 年福島県東

方沖地震の記録の観測点分布。地

震計の特性や成分の極性が分か

っているのは、CHR、PAS、PUL、

DBN の４観測点である。

176

図２ 波形記録が利用可能な 1938 年福島県東方沖地震の遠地波形（CHR、PAS、PUL、DBN）

の P 波上下動、S 波水平動の比較。地震計の特性は取り除き、振幅はイベントごとの

最大値で規格化している。

2） 1927 年房総沖の地震（MJMA 6.4）

について、現存する地震波形、津波波形、

観測所報告（P 波・S 波到達時刻等）を収

集し、震央と津波波源域の再検討を実施

した。この地震の気象庁（2004）による

震央と羽鳥（1975）による津波波源域の

位置は、大きく異なっている（図３）。各

観測点の初期微動継続時間（S－P 時間）

を調べると、房総沖で発生している他の

地震（例えば、1909 年、1916 年、1953

年）の S－P 時間に比べてかなり長い継続

時間であった。そこで、再度地震波形や

各観測所による地震報告の見直しを実施

した。当時の観測所による地震報告は、S

波到達時刻を報告していない場合があり、

初期微動継続時間として表面波と P 波到

達時刻の差（L－P 時間）が報告されてい

る観測所が多かった。また、観測所報告

に記載されていなくても、地震波形の記

象紙に P 波や S 波等の走時が記載されて

銚子:34 分

布良:34 分

布良:22 分

（羽鳥,1975）

図３ 本研究で推定した 1927 年房総沖の地震

の震央（☆）と津波波源域（黄コンター）。赤コ

ンターは銚子からの走時 34 分の津波波面。青コ

ンターは布良からの走時 22 分と 34 分の津波波

面。ISC（2013）による再決定震央と気象庁震央、

羽鳥（1975）による波源域も示す。

177

いる観測点もあった。これらの見直した P 波・S 波到達時刻、S－P 時間を用いて震央の再

検討をしたところ、これまでの震央よりも約 100 ㎞北西に推定された。この位置は 1953

年（MJMA 7.4）の震央に近く、見直した 1927 年の地震の S－P 時間の分布は、1953 年のも

のに似ていること（図４）と整合する。

図４ (a) 再調査した 1927 年の地震の S－P 時間と(b)1953 年の S－P 時間。

1927 年の津波波形は千葉県の布良と銚子の２か所の検潮記録が残っているのみであり、

銚子までの伝播時間は 34 分と報告されている。しかし、布良への津波の伝播時間は、和達

（1928）によれば 34 分、羽鳥（1975）によれば 22 分と異なっている。また、銚子の検潮

所の位置は何度か移設を繰り返している。そこで、当時の海図や銚子地方気象台等に残さ

れているメモ書き等を収集し、検潮所の位置を特定して津波逆伝播図を作成した。その結

果、これまでの波源域（羽鳥、1975）よりもやや南側へ広がるような領域が求まった（図

３）。本研究で推定された震央位置との比較から、布良における走時は羽鳥（1975）による

22 分が妥当であると考えられる。

以上の震央と津波波源域に合うような断層パラメータをいくつか設定し、津波波形を計

算して観測波形との比較を実施した。図５に、断層長さ 80 ㎞、断層幅 20 ㎞の(a)傾斜角

10°、断層上端深さ５㎞の逆断層、(b)傾斜角 60°、断層上端深さ５㎞の正断層、(c)傾斜

角 10°、断層上端深さ 40 ㎞の逆断層、(d)傾斜角 60°、断層上端深さ 40 ㎞の正断層の４

パターンによる結果を示す。ここでは、すべり角は逆断層の場合は 90°、正断層の場合は

－90°、すべり量は一様に 0.6ｍと仮定した。銚子の波形の比較を見ると、図５(a)が津波

到達から 30 分程度の観測波形をよく説明している。(c)や(d)による結果は、計算された津

波波形は観測波形に比べてかなりの長周期が見られることから、この地震の断層は浅く、

フィリピン海プレートで発生した逆断層の可能性があると考えられる。布良の観測記録を

まだ説明できていないため、断層パラメータについては更なる検討が必要である。

178

図５ ４つのタイプのメカニズムで計算した地殻変動（上段）と観測（黒）と理論（赤）

の津波波形の比較（下段）。(a)は傾斜角 10°、断層上端深さ５㎞の逆断層、(b)は傾

斜角 60°、断層上端深さ５㎞の正断層、(c)は傾斜角 10°、断層上端深さ 40 ㎞の逆

断層、(d)は傾斜角 60°、断層上端深さ 40 ㎞の正断層による結果を示す。上段の黄

色い☆とコンターは本研究での震央と波源域、○は検潮所を示す。緑の矩形は仮定し

た断層面、赤と青のコンターは、それぞれ隆起と沈降を示す（コンター間隔２㎝）。

3） 津波被害対策として津波高や浸水域等

を推定するために必要な未知の巨大地震の断

層モデルを構築するため、M９クラスの地震を

対象としたスケーリング則の検討を行った。1

950年以降、世界の沈み込み帯において、M９

クラスの地震が多く発生している（図６）。本

研究では、津波波形インバージョン又は津波

波形と測地データのジョイントインバージョ

ンによって解析された2011年東北地方太平洋

沖地震、2010年チリ地震、2004年スマトラ地

震、1964年アラスカ地震、1960年チリ地震、1957年アリューシャン地震、1952年カムチャ

ッカ地震を用いて、既存のM６～８クラスの地震に対するスケーリング則（Murotani et a

l.，2008）との比較を行った。スケーリング則を検討する際のパラメータの抽出に関して

は、Somerville et al.（1999）がよく用いられるが、ここでは各小断層のすべり量が０m

より大きい小断層の合計を破壊領域（S）と設定した。その破壊領域から新たに地震モーメ

ント（M0）と平均すべり量（D）を求め、平均すべり量の1.5倍以上すべった小断層の合計

をアスペリティサイズ（Sa）とした。得られたパラメータを表２に示す。

(a) (b) (c) (d)

図６ 1950 年以降に発生した M8.5 以上

の地震（★）。★は本研究でスケーリン

グの検討に用いた地震。

179

表２ 本研究で使用した M９クラスの地震のパラメータ

Dataa Sori

(km2)b

S

(km2)c

M0

(1022Nm)

Mw D

(m)

Sa

(km2)

文献 d

2011 東北 T 110000 92500 3.9 9.0 10.6 25000 １

2010 Chile T G 90000 62500 1.7 8.8 5.4 10000 ２

2004 Sumatra T G 220000 160000 6.0 9.1 7.5 40000 ３

1964 Alaska T G 184160 164160 6.5 9.1 9.9 46000 ４

1960 Chile T G 135000 135000 7.2 9.2 10.6 40000 ２

1957 Aleutian T 172500 93750 1.2 8.6 3.1 30000 ５

1952 Kamchatka T 120000 70000 1.5 8.7 5.5 20000 ６

図７に 2011 年東北地方太平洋沖地震と 1957 年アリューシャン地震の設定例を示す。

2011 年東北地方太平洋沖地震の場合、インバージョン解析では 44 個の小断層が設定され

たが、本研究によって破壊領域を新たに抽出すると、37 個の小断層が破壊領域として求ま

った。また、10 個の小断層がアスペリティとして得られた。

図７ (a)(b)2011 年東北地方太平洋沖地震と(c)(d)1957 年アリューシャン地震の破壊

領域とアスペリティ。(a)(c)は、インバージョン解析（Satake et al.，2013；Johnson

et al.，1994）から得られたすべり分布。(b)(d)は、本研究において設定された破壊

領域（薄グレー）とアスペリティ（濃グレー）。☆は震央を示す。

aT: 津波波形, G: 測地データ。b 各解析によって得られた破壊領域。c 本研究で定義

した破壊領域。d１: Satake et al.（2013）、２: Fujii and Satake（2012）、３: Fujii

and Satake（2007）、４: Johnson et al.（1996）、５: Johnson et al.（1994）、６:

Johnson and Satake（1999）。

180

以上の方法を７つの巨大地震に適用し、Murotani et al. (2008)のスケーリング関係と

比較した（図８）。地震モーメントと破壊領域、平均すべり量との関係では（図８a、８b）、

2011 年東北地方太平洋沖地震と 1960 年チリ地震が少し標準偏差から外れるものの、他の

地震はすべて標準偏差内に収まっている。また、地震モーメントとアスペリティ領域の関

係では（図８c）、1957 年アリューシャン地震を除いて、標準偏差内に収まっている。1957

年の地震が標準偏差から顕著に外れているのは、図７c、７d に見られるように、すべり量

が０m の小断層がかなり多かったことによる可能性がある。図８d を見ると、ほとんどの地

震においてアスペリティ面積は破壊領域の 20％程度となっていることが分かる。以上の結

果、津波予測のための断層パラメータ推定には、既存の M７～８クラスの地震のスケーリ

ング則が適用できる可能性があることが分かった。しかしながら、強震動予測のためには

同じスケーリングが適用できるかどうかは、さらなる検討が必要である。

図８ (a)地震モーメントと破壊領域、(b)地震モーメントと平均すべり量、(c)地震モ

ーメントとアスペリティ領域、(d)破壊領域とアスペリティ領域に関するスケーリン

グ則。黒線と白丸は Murotani et al.(2008)による結果。グレーの領域は標準偏差（そ

れぞれ 1.61、1.72、1.78、1.41）を示す。

4） 2011年東北地方太平洋沖地震の発生以降、古文書等の歴史資料の見直しの重要性

が言われている。大日本地震史料には、歴史地震に関する多くの史料がまとめられている

が、信頼性は低いと思われる孫引きの史料も含まれている。本年度は1793年（寛政５年）

三陸沖の地震に関する歴史資料について、信頼性の高い史料を選定し、デジタルデータ化

を実施した（図９）。デジタルデータ化の際に、地震の発生日時や史料名、地震に関するキ

ーワードにタグ付けを行うことで、それらに関する検索機能を付けたデータベース化が可

能となった。

181

(c) 結論ならびに今後の課題

本サブテーマ「過去の地震の断層モデル構築のための地震・津波シミュレーション」に

おける成果の概要を以下に整理する。

・過去の地震に関する資料を集めることにより、1938年福島県東方沖地震のメカニズムの

検討、1927年房総沖の地震の震源の再決定、津波波源域、メカニズムの検討を実施した。そ

の結果、1938年福島県東方沖地震に関しては、これまでイベント４とイベント５は同じメカ

ニズムと仮定されていたが、これらは異なるメカニズムであったと考えられる。1927年房総

沖の地震に関しては、収集した地震波形や地震観測報告からP波到達時刻とS波到達時刻を整

理して震央の再決定を行った結果、これまでの震央よりも陸寄りに求まった。それは1953年

房総沖の地震の震央に近く、S-P時刻の分布も両者で似たような分布が得られた。また、検潮

所の位置を確認し、津波波源域の再検討を行った結果、これまでの波源域（羽鳥、1975）よ

りやや南側へ広がる可能性が示された。本研究による震央と津波波源域を基に、銚子と布良

における津波波形を計算したところ、フィリピン海プレートの浅い位置での逆断層のメカニ

ズムを持つ地震であったと考えられる。

・M９クラスの巨大地震の津波予測のための断層モデルパラメータを設定するため、スケー

リング則に関する検討も行った。その結果、既存のM６～８クラスのプレート境界地震のスケ

ーリング則（Murotani et al.、2008）が適用可能であると考えられる。

・1793年（寛政５年）三陸沖の地震に関する歴史資料について、信頼性の高い史料を選

定し、デジタルデータ化を行った。これにより、史料や発生日時、キーワード等による検

索機能付データベースの作成が可能となった。

図９ 大日本地震史料に記載されている寛政５年

（1793 年）三陸沖地震。発生日時や史料名、キーワ

ードによる検索が可能になるよう、マーカー付をし

たものをデジタルデータ化する。

182

1938年福島県東方沖地震と1927年房総沖の地震について、これまで明らかではなかったメ

カニズム様式が示されたが、詳細なメカニズム推定にはさらなる解析が必要である。様々な

タイプの地震が繰り返し発生している東北地方太平洋沖での発生履歴・発生様式の解釈に寄

与するためには、海底・海岸の堆積物などの地質学的データから得られた過去の地震痕跡や、

海岸地形・地質データ、古文書等の歴史資料から得られる過去の地震の震度・津波高さ、さ

らには地震波形・津波波形等を総合的に活用し、地震・津波シミュレーションを用いて過去

の地震の発生履歴の検討及び断層モデルの構築を行うことが重要である。

(d) 引用文献

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